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GÉOCHIMIE MARINE
En analysant des coquilles en CaCO3 fossilisées, on peut, si l’on connaît ô18Oeau, utiliser
cette relation pour reconstituer la température à laquelle la calcite a été formée. Cette
méthode est en particulier appliquée aux foraminifères qui sont des animaux unicellulaires
très répandus dans l’océan et dont certaines espèces vivent à des profondeurs bien définies.
Ainsi, le Ô18O enregistré dans les tests d’espèces vivant dans les eaux de surface ou dans les
eaux profondes est utilisé pour déterminer les paléotempératures (voir chapitre 11).
3.5. Les fractionnements des isotopes de l’hydrogène
Durant le cycle de l’eau, les comportements physicochimiques de l’oxygène et de
l’hydrogène sont liés. Les isotopes de l’hydrogène ('H et 2H ou D pour deutérium) sont
donc soumis aux mêmes processus de fractionnement que ceux de l’oxygène. Compte tenu
de la forte différence relative de masse entre H et D, les variations du ÔD sont beaucoup
plus importantes que celles du ô18O. ÔD est moins fréquemment analysé que ôl8O dans les
études océanographiques, car il n’apporte pas d’information supplémentaire sur le cycle
de l’eau. Des différences notables de comportement et de fractionnement entre ÔD et ô180
apparaissent dans les systèmes hydrothermaux, car les roches volcaniques interagissant avec
l’eau de mer sont riches en oxygène et pauvres en hydrogène.
3.6. Les fractionnements des isotopes du carbone
La principale source de fractionnement des isotopes du carbone est la photosynthèse. En
effet, le carbone organique produit durant la photosynthèse est systématiquement appauvri
en ”C par rapport au carbone inorganique à partir duquel il est formé (Figure 3.9). H
existe également des fractionnements entre les différentes espèces chimiques du carbone
inorganique dissous dans l’eau de mer, mais bien que significatifs, ils sont moins importants
CO2 atmosphérique
CH4 (production bactérienne)
C organique continental (C4)
C organique continental (C3)
C organique marin
carbonates marins
C inorganique dissous marin
-30
-20
-10
0
10
TDB (%°)
Figure 3.9. Gamme de variation de Ô’3C (par rapport à PDB) dans l'océan,
I atmosphère et la biosphère.
GÉOCHIMIE MARINE
En analysant des coquilles en CaCO3 fossilisées, on peut, si l’on connaît ô18Oeau, utiliser
cette relation pour reconstituer la température à laquelle la calcite a été formée. Cette
méthode est en particulier appliquée aux foraminifères qui sont des animaux unicellulaires
très répandus dans l’océan et dont certaines espèces vivent à des profondeurs bien définies.
Ainsi, le Ô18O enregistré dans les tests d’espèces vivant dans les eaux de surface ou dans les
eaux profondes est utilisé pour déterminer les paléotempératures (voir chapitre 11).
3.5. Les fractionnements des isotopes de l’hydrogène
Durant le cycle de l’eau, les comportements physicochimiques de l’oxygène et de
l’hydrogène sont liés. Les isotopes de l’hydrogène ('H et 2H ou D pour deutérium) sont
donc soumis aux mêmes processus de fractionnement que ceux de l’oxygène. Compte tenu
de la forte différence relative de masse entre H et D, les variations du ÔD sont beaucoup
plus importantes que celles du ô18O. ÔD est moins fréquemment analysé que ôl8O dans les
études océanographiques, car il n’apporte pas d’information supplémentaire sur le cycle
de l’eau. Des différences notables de comportement et de fractionnement entre ÔD et ô180
apparaissent dans les systèmes hydrothermaux, car les roches volcaniques interagissant avec
l’eau de mer sont riches en oxygène et pauvres en hydrogène.
3.6. Les fractionnements des isotopes du carbone
La principale source de fractionnement des isotopes du carbone est la photosynthèse. En
effet, le carbone organique produit durant la photosynthèse est systématiquement appauvri
en ”C par rapport au carbone inorganique à partir duquel il est formé (Figure 3.9). H
existe également des fractionnements entre les différentes espèces chimiques du carbone
inorganique dissous dans l’eau de mer, mais bien que significatifs, ils sont moins importants
CO2 atmosphérique
CH4 (production bactérienne)
C organique continental (C4)
C organique continental (C3)
C organique marin
carbonates marins
C inorganique dissous marin
-30
-20
-10
0
10
TDB (%°)
Figure 3.9. Gamme de variation de Ô’3C (par rapport à PDB) dans l'océan,
I atmosphère et la biosphère.